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Hidrología e hidrodinámica

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UNIVERSIDAD DE CUENCA

1
Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
RESUMEN
La conductividad hidráulica de los suelos constituye un parámetro de gran
importancia ya que describe la movilidad del agua sub superficial o subterránea
siendo de difícil cuantificación por la incertidumbre que representa su
determinación, sin embargo en este trabajo se procedió a analizar, validar e
integrar información correspondiente a trabajos anteriores y actuales en los
cuales la geología de la subcuenca del Tarqui ha sido el factor más importante,
manejado a lo largo de la tesis por la disponibilidad de la misma, contando con
mapas a escala 1:25000. Además de la geología se conto con registros eléctricos
realizados en perforaciones, mediante los cuales se interpretó la litoestratigrafía de
los pozos, pruebas de bombeo y pruebas Slug Test en las cuales se valido la
conductividad hidráulica para cada perforación realizada. Toda esta información
que corresponde a trabajos ya realizados se integro con la información levantada
la cual consistió en la descripción de afloramientos realizados en varios sectores
de la subcuenca y a partir de ello se procedió a relacionar las distintas litologías
evaluadas con valores establecidos de conductividad hidráulica a partir de tablas,
obteniendo un mapa con valores puntuales, para luego clasificar la conductividad
hidráulica de acuerdo con la U.S. Soil Conservation Service determinándose
cuatro grupos y a partir de los cuales se genero un mapa caracterizado con este
parámetro, no obstante el mapa más representativo constituye el generado a partir
del mapa geológico en el cual los distintos valores de conductividad hidráulica se
zonificaron de acuerdo con la formación.
PALABRAS CLAVES: Conductividad Hidráulica, Subcuenca del rio Tarqui,
Caracterización, Geología, Validación, Recopilación.

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
CONTENIDO

CONTENIDO ........................................................................................................................ 2
LISTA DE FIGURAS.......................................................................................................... 11
LISTA DE TABLAS ............................................................................................................ 14
LISTA DE ECUACIONES ................................................................................................. 16
CAPITULO 1: INTRODUCCION...................................................................................... 17
1.1. ANTECEDENTES ................................................................................................ 17
1.2. INTRODUCCIÓN .................................................................................................. 18
1.3. ALCANCE .............................................................................................................. 19
1.4. OBJETIVOS .......................................................................................................... 19
1.4.1. GENERALES ................................................................................................ 19
1.4.2. ESPECÍFICOS ............................................................................................. 19
1.5. HIPOTESIS............................................................................................................ 19
CAPITULO 2: MARCO TEORICO .................................................................................. 20
2.1. CICLO HIDROLOGICO ......................................................................................... 20
2.2. INFILTRACION Y FLUJO DE AGUA SUBTERRANEA.................................... 21
2.2.1. LEY DE DARCY ............................................................................................... 22
2.2.1.1. DESARROLLO MATEMÁTICO DE LA LEY DE DARCY ................... 22
2.2.1.2. LIMITACIONES DE LA LEY DE DARCY ............................................. 24
2.2.1.3. CONDUCTIVIDAD HIDRÁULICA ........................................................... 25
Conductividad hidráulica en suelos totalmente saturados............................. 26
Conductividad hidráulica en suelos parcialmente saturados ........................ 26
2.2.1.4. ACUÍFERO ................................................................................................. 27
Acuíferos anisotrópicos ....................................................................................... 27
Transmisividad ...................................................................................................... 28
2.3. TECNICAS PARA EVALUAR LA CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA
SATURADA ..................................................................................................................... 28
2.3.1. METODOS DE CAMPO .................................................................................. 29
2.3.1.1. BOMBEO DE POZOS .............................................................................. 29
Conceptos Básicos ............................................................................................... 30
Prueba gasto variable .......................................................................................... 31

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Prueba gasto constante ....................................................................................... 32
Formulas De Régimen Variable ......................................................................... 32
2.3.1.2. PRUEBAS SLUG TEST ........................................................................... 34
2.3.2. METODOS ESTIMATIVOS EMPLEADOS EN EL TRABAJO .................. 35
2.3.2.1. ANALISIS LITOLOGICO Y TEXTURAL (métodos indirectos) ........... 35
Textura ................................................................................................................... 36
Porosidad ............................................................................................................... 38
Comportamiento Físico........................................................................................ 38
Estructura ............................................................................................................... 39
Moteado y color .................................................................................................... 39
2.4. EXPLORACION DE AGUAS SUBTERRANEAS ............................................... 41
2.4.1. PROSPECCION GEOFISICA ........................................................................ 41
2.4.1.1. REGISTRO ELECTRICO ......................................................................... 41
Carácter de los valores de resistividad. ............................................................ 42
Potencial Espontáneo. ......................................................................................... 44
Corriente Inducida. ............................................................................................... 44
2.4.1.2. REGISTRO MEDIANTE RAYOS GAMA ............................................... 45
CAPITULO 3: MATERIALES Y METODOS .................................................................. 46
3.1. DESCRIPCION DEL CONTEXTO ....................................................................... 46
3.1.1. DELIMITACION HIDROGRAFICA DEL AREA DE ESTUDIO .................. 46
3.1.2. UBICACIÓN Y CARACTERISTICAS DEL ÁREA DE ESTUDIO ............ 46
3.1.3. HIDROGRAFIA ................................................................................................. 48
3.1.4. CLIMA ................................................................................................................ 49
3.1.5. GEOLOGIA LOCAL ......................................................................................... 49
3.1.5.1. DESCRIPCION YLITOLOGIA DE LAS FORMACIONES DE LA
ZONA ......................................................................................................................... 52
3.1.5.2. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL DE LA ZONA ......................................... 54
3.2. RECOPILACION Y LEVANTAMIENTO DE DATOS DENTRO DE LA
SUBCUENCA DEL RIO TARQUI ................................................................................ 55
3.2.1. GEOREFERENCIACION INFORMACION EXISTENTE ........................... 55
3.2.2. BOMBEO DE POZOS ..................................................................................... 56
3.2.2.1. PRUEBA DE BOMBEO POZOS SUBCUENCA DEL TARQUI ......... 57
3.2.3. REGISTROS ELECTRICOS. ......................................................................... 58

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3.2.4. LITOESTRATIGRAFIAS DE PERFORACIONES ....................................... 64
3.2.5. AFLORAMIENTOS GEOLOGICOS .............................................................. 66
3.2.5.1. TEXTURAS DOMINANTES ..................................................................... 66
3.2.5.2. POROSIDAD EFICAZ .............................................................................. 68
3.3. INSTRUMENTACION ............................................................................................ 75
3.3.1 EQUIPO Y SENSORES PARA REGISTROS ELECTRICOS.................... 75
Geologger Three ................................................................................................... 75
3.3.2. SENSORES DE NIVEL ................................................................................... 76
Diver-Baro .............................................................................................................. 76
Sonda eléctrica ..................................................................................................... 77
3.4. METODOLOGIA USADAS EN LA CARACTERIZACION DE LA
CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA SATURADA ......................................................... 77
3.4.1. ESTIMACION DE LOS VALORES DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA
CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA SATURADA EN LOS PUNTOS DE
MONITOREO. .............................................................................................................. 79
3.4.2. LITOESTRATIGRAFIA DE LOS AFLORAMIENTOS Y CORRELACION
CON LOS VALORES ESTIMADOS DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA
SATURADA. ................................................................................................................. 81
3.4.3. ANALISIS Y CARACTERIZACION DE LOS VALORES DE LA
CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA SATURADA DENTRO DE LA SUBCUENCA
DEL RIO TARQUI ....................................................................................................... 82
CAPITULO 4: RESULTADOS Y DISCUSION .............................................................. 83
4.1. ESTIMACION DE LOS VALORES DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA
SATURADA EN LOS PUNTOS DE MONITOREO. .................................................. 83
4.1.1. VALORES DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA SATURADA DE LAS
PERFORACIONES CORRESPONDIENTES AL G.P.A. ...................................... 83
4.1.1.1. INTERPRETACIONES DE LOS POZOS DEL GPA. ........................... 86
Sector Acchayacu ................................................................................................. 87
Sector Gullanzhapa .............................................................................................. 87
Sector Chilcatotora ............................................................................................... 88
Sector Morascalle ................................................................................................. 89
4.1.2. VALORES DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA SATURADA DE LAS
PERFORACIONES CORRESPONDIENTES A IM GOLD S.A. ECUADOR ..... 90
4.1.3. INTEGRACION DE LOS VALORES DE CONDUCTIVIDAD
HIDRAULICA SATURADA CON LITOLOGIAS Y MATERIALES
REPRESENTATIVOS ................................................................................................ 92

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4.2. LITOESTRATIGRAFIA DE LOS AFLORAMIENTOS Y CORRELACION CON
LOS VALORES ESTIMADOS DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA. ................... 95
4.2.1. LITOESTRATIGRAFÍA DE LOS AFLORAMIENTOS ................................. 95
4.2.1. VALORES ESTIMADOS DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA
SATURADA ................................................................................................................ 100
4.3. ANALISIS Y CARACTERIZACION DE LOS VALORES DE “K” DENTRO DE
LA SUBCUENCA DEL RIO TARQUI. ....................................................................... 103
CAPITULO 5: CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES .................................... 109
CONCLUSIONES...................................................................................................... 109
RECOMENDACIONES ............................................................................................ 112
BIBLIOGRAFÍA ................................................................................................................ 113
ANEXOS............................................................................................................................ 116
ANEXO 1. Georeferenciación de los puntos de información y monitoreo .... 116
ANEXO 2. Ensayos de calidad de agua de los pozos del GPA dentro de la
subcuenca del rio Tarqui. ..................................................................................... 119
Ensayo de calidad de agua de Acchayacu .................................................... 119
Ensayo de calidad de agua de Gullanzhapa.................................................. 120
Ensayo de calidad de agua de Chilcatotora ................................................... 121
Ensayo de calidad de agua de Morascalle ..................................................... 122
ANEXO 3. Esquema de ubicación de la información ....................................... 124
ANEXO 4. Litoestratigrafia de los pozos de IM GOLD S.A. ECUADOR ...... 125
ANEXO 5. Resultados de las pruebas de bombeo realizadas por el GPA .. 126
ANEXO 6. Informe PROMAS sobre IM GOLD S.A. ECUADOR .................... 132

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle

UNIVERSIDAD DE CUENCA.
FUNDADA EN 1987.

FACULTAD DE INGENIERIA.
ESCUELA DE INGENIERIA CIVIL.

CARACTERIZACION DE LA CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA DE
LOS SUELOS DE LA SUBCUENCA DEL RIO TARQUI.

CUENCA – ECUADOR.
OCTUBRE 2012.
Director:
Ing. Felipe Cisneros Ph.D.
Autores:
Juan Gabriel Barbecho Chuisaca.
Jhoana Elizabeth Calle Ortiz.
Tutor:
Ing. Pablo Guzmán MSc.
Proyecto de graduación
previo la obtención del grado
de Ingenieros Civiles.

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
LISTA DE FIGURAS
Figura 2.1. Componentes del Ciclo Hidrológico
Figura 2.2. Distribución vertical del agua dentro de las formaciones
Figura 2.3. Representación de la formulación de la Ley de Darcy
Figura 2.4. Representación del bombeo de un pozo en un acuífero confinado
Figura 2.5. Recta de depresión de un pozo
Figura 2.6. Geometría del Piezómetro por el método Hvorslev
Figura 2.7. Configuración para la realización de un registro eléctrico
Figura 3.1. Delimitación Hidrográfica de la Subcuenca del río Tarqui
Figura 3.2. Ubicación, Relieve y zonas Pobladas de la Subcuenca del río Tarqui
Figura 3.3. División y Red Hidrográfica de la Subcuencadel Tarqui
Figura 3.4. Mapa geológico de la Subcuenca del rio Tarqui
Figura 3.5. Georeferenciación de los puntos de información y estudio
Figura 3.6. Ubicación de los pozos del GPA
Figura 3.7. Registro eléctrico pozo Acchayacu
Figura 3.8. Registro eléctrico pozo Gullanzhapa
Figura 3.9. Registro eléctrico pozo Chilcatotora
Figura 3.10. Registro eléctrico pozo Morascalle
Figura 3.11. Ubicación de las perforaciones de IMGOLD
Figura 3.12. Corte de Taludes en los que se evidencia los cambios de litología
Figura 3.13. Texturas de los suelos de la Subcuenca del río Tarqui
Figura 3.14. Ubicación y fotografías de los afloramientos de la Ruta 1
Figura 3.15. Ubicación y fotografías de los afloramientos de la Ruta 2
Figura 3.16. Ubicación y fotografías de los afloramientos de la Ruta 3
Figura 3.17. Ubicación y fotografías de los afloramientos de la Ruta 4
Figura 3.18. Fotografías del equipo de registros eléctricos

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
Figura 3.19. Fotografías de un dispositivo Baro
Figura 3.20. Fotografías de una sonda eléctrica
Figura 3.21. Metodología empleada para la determinación de la Conductividad
Hidráulica
Figura 4.1. Prueba de bombeo definitiva a partir de un caudal de operación de
0.45 lit/seg
Figura 4.2. Prueba de bombeo definitiva a partir de un caudal de operación de 0.5
lit/seg
Figura 4.3. Prueba de bombeo definitiva a partir de un caudal de operación de 0.5
lit/seg
Figura 4.4. Prueba de bombeo definitiva a partir de un caudal de operación de
2.02 lit/seg
Figura 4.5. Litoestratigrafía interpretada del pozo de Acchayacu
Figura 4.6. Litoestratigrafía interpretada del pozo de Gullanzhapa
Figura 4.7. Litoestratigrafía interpretada del pozo de Chilcatotora
Figura 4.8. Litoestratigrafía interpretada del pozo de Morascalle
Figura 4.9 Sistema montañoso de la Subcuenca del río Tarqui.
Figura 4.10 Valle de la Subcuenca del río Tarqui.
Figura 4.11. Formación Tarqui: a la izquierda toba rojiza y de color café y a la
izquierda caolín compacto de color gris claro
Figura 4.12. Andesitas diaclasadas en sentido vertical
Figura 4.13. Estratos compuestos por arcilla, conglomerado y arenisca (izquierda)
y contacto entre formaciones Turi y Tarqui (derecha)
Figura 4.14. Areniscas con clastos redondeados
Figura 4.15. Areniscas y lutitas de la formación Azogues
Figura 4.16. Mina de arcilla compuesta por argilitas
Figura 4.17. Pliegue anticlinal (izquierdo) y sinclinal (derecho) compuestos por
arenisca
Figura 4.18. Conductividad Hidráulica Saturada de puntos y zonas identificados

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
Figura 4.19. Variabilidad espacial de la Conductividad Hidráulica Saturada
Figura 4.20. Mapa de clasificación de Conductividad Hidráulica Saturada en
función de la Geología según U.S. Soil Conservation Service
Figura 4.21. Mapa de estimación de rangos de Conductividad Hidráulica Saturada
en función de la geología para la Subcuenca del río Tarqui

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
LISTA DE TABLAS
Tabla 2.1. Métodos de medición de la conductividad hidráulica
Tabla 2.2. Rangos Conductividad Hidráulica propuesta por U.S. Soil Conservation
Service
Tabla 2.3. Valores de porosidad total y eficaz
Tabla 2.4. Estructuras según el tipo de roca
Tabla 2.5. Permeabilidad relativa en función del suelo
Tabla 2.6. Valores estimados de conductividad hidráulica por varios autores
Tabla 2.7. Rangos de variación de la resistividad según tipo de roca y agua
Tabla 2.8. Valores representativos de resistividad eléctrica para formaciones
geológicas
Tabla 2.9. Información que se puede obtener de Registros Eléctricos
Tabla 3.1. Edad y Cobertura de las formaciones geológicas
Tabla 3.2. Caudales de bombeo utilizados durante la prueba escalonada de
bombeo
Tabla 3.3. Registros de Perforaciones de pozos GPA
Tabla 3.4. Litoestratigrafía de los pozos del GPA
Tabla 3.5. Litoestratigrafía de los pozos de IMGOLD
Tabla 3.6. Tipos de texturas de los suelos de la Subcuenca del rio Tarqui
Tabla 3.7. Primer recorrido para la descripción de los afloramientos
Tabla 3.8. Segundo recorrido para la descripción de los afloramientos
Tabla 3.9. Tercer recorrido para la descripción de los afloramientos
Tabla 3.10. Cuarto recorrido para la descripción de los afloramientos
Tabla 3.11. Especificaciones técnicas de los sensores Diver y Baro
Tabla 3.12. Valores de conductividad Hidráulica del modelo aplicado por
Mbanguka
Tabla 4.1. Valores de la conductividad hidráulica de los pozos del GPA ubicados
en la Subcuenca del Tarqui

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
Tabla 4.2. Valores de conductividad hidráulica para las litologías de las
perforaciones del sector de Quimsacocha
Tabla 4.3. Valores estimados de conductividad hidráulica saturada en función de la
composición litológica para suelos de la subcuenca del río Tarqui.
Tabla 4.4. Resumen de características de los suelos identificados en los
afloramientos
Tabla 4.5. Estimación de Rangos de Conductividad Hidráulica Saturada en función
de la Geología

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
LISTA DE ECUACIONES
Ecuación 1. Ley de Darcy
Ecuación 2. Velocidad de Darcy
Ecuación 3. Constante de Proporcionalidad de la Ley de Darcy
Ecuación 4. Ley de Darcy para grandes velocidades
Ecuación 5. Numero de Reynolds para ley de Darcy
Ecuación 6. Permeabilidad Intrínseca
Ecuación 7. Conductividad Hidráulica en función de la velocidad de Darcy
Ecuación 8. Conservación de masa para flujo en medios parcialmente saturados
Ecuación 9. Ley de Darcy para medios parcialmente saturados
Ecuación 10. Relación de Conductividades Hidráulica Horizontal y Vertical
Ecuación 11. Flujo a través de una sección transversal
Ecuación 12. Función de Theis
Ecuación 13. Simplificación de la función de Theis
Ecuación 14. Relación de u con S
Ecuación 15. Abatimiento de Theis
Ecuación 19. Ecuación de Jacob
Ecuación 20. Transmisividad en función de la ley de Darcy
Ecuación 21. Conductividad Hidráulica según el método de Hvorslev

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
CAPITULO 1: INTRODUCCION
1.1. ANTECEDENTES
La disponibilidad de agua para consumo humano en la cantidad y calidad
requeridas entraña un problema complejo; se debe considerar que del balance
mundial solamente el 2.53% del agua corresponde a agua dulce, de lo cual el
mayor porcentaje accesible corresponde al agua subterránea con un 30.1%
(Gleick, 1993). Para la caracterización y cuantificación de esta última es sustancial
definir el entorno con el que interactúa en términos de espacio físico y procesos, lo
cual ineludiblemente nos lleva al ciclo hidrológico y todas las variables que
afectarán la ocurrencia de las aguas subterráneas como son la precipitación, ríos y
otros en el proceso de recarga, así como la interacción entre aguas superficiales y
aguas subterráneas que básicamente dependen del tipo de material subyacente
(geología), el clima y la topografía en el que esté ubicado el sistema de agua
superficial. (Keith D., 2004)
A nivel local en la subcuenca del Paute, el escaso conocimiento de los procesos,
no obstante las evidencias existentes en el área de la subcuenca del Tarqui, han
llevado a realizar algunos análisis para determinar la presencia de un acuífero,
incluyendo el análisis comparativo de flujos base, estos considerados como
expresión del aporte de las aguas subterráneas al río durante las épocas de baja
precipitación (Guzman, 2012).
Frente a los diferentes factores que han sido analizados y las conclusiones e
hipótesis preliminares planteadas por Guzmán, 2012, es necesario profundizar en
el estudio de la hidrogeología del Tarqui como un hecho que coadyuvará a mejorar
la comprensión del medioy los procesos relacionados a la hidrología en general
así como los aspectos específicos de recarga, interacción entre agua superficial y
agua subterránea y posibles impactos a futuro.
Así en la subcuenca del Rio Tarqui la Universidad de Cuenca a través del
“Programa para el Manejo de Agua y Suelo” PROMAS, ha implementado una serie
de acciones para investigar el funcionamiento hidrológico de la subcuenca de la
cual las aguas subterráneas serían un componente importante. En el marco
anterior se han llevado a cabo acciones de monitoreo en: lluvia, clima, caudales,
niveles piezométricos, temperatura de agua, calidad de agua, etc.
Por su parte también a nivel local el “Gobierno Provincial del Azuay” GPA, ha
construido pozos para aprovechamiento de agua en la zona noroccidental de la
subcuenca del Tarqui, de los cuales se tienen los registros eléctricos verticales y
las pruebas de bombeo respectivas.
No obstante que se notan esfuerzos por conocer o aprovechar el agua
subterránea en la subcuenca del río Tarqui, estos se muestran aun insuficientes y

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
aislados como para determinar claramente la ocurrencia de aguas subterráneas y
la cantidad así como la calidad de esta.
1.2. INTRODUCCIÓN
El ciclo hidrológico es el proceso de circulación de agua por la hidrosfera, es por
ello que definirlo constituye un factor determinante si se trata de estudiar el agua
subterránea.
Un componente fundamental del proceso antes mencionado constituye la
infiltración, que inicia luego de transcurrir la precipitación y una vez que la
capacidad de intercepción y la detención superficial del suelo han sido satisfechas,
ya en el subsuelo el agua circula y se distribuye conforme a las condiciones
geológicas y topográficas habiéndose definido por varios parámetros del suelo
(Edward E. Johnson Inc., 1975), de los cuales el más representativo es la
conductividad hidráulica, que no es otra cosa que la capacidad del agua para
moverse a través de un medio permeable, siendo esta característica la mejor
forma de definir la permeabilidad ya que cuantifica la capacidad de infiltración del
suelo.
La presente tesis aborda la “Caracterización de la Conductividad Hidráulica de los
Suelos de la subcuenca del rio Tarqui”, parámetro de difícil cuantificación ya que
presenta un alto grado de incertidumbre debido a que el comportamiento de los
suelos es anisótropo y también su composición heterogénea, lo que conduce a
encontrar distintos valores conductividad para un mismo tipo de suelo, así como
también en las teorías empleadas para su evaluación. La teoría más conocida
para su tratamiento es la Ley de Darcy ya que describe la trayectoria del agua a
través del suelo, así también métodos directos como bombeo de pozos,
prospección geofísica y ensayos verticales, etc., resultan de mucha utilidad.
La aplicación de cualquiera de aquellos requiere recursos financieros y datos e
información con la cual no se cuenta por lo tanto el manejo de limitada información
para un área significativa conduce a suposiciones y simplificaciones lo que implica
un problema, sin embargo la necesidad de conocer la conductividad persiste y por
tanto se utilizará la información disponible para levantar un mapa de
conductividad, teniendo siempre en cuenta las limitaciones existentes.
Para nuestro caso, por las características de la zona de estudio, se usaran
métodos indirectos que representen la variabilidad de la conductividad hidráulica,
por lo que la descripción y análisis de las características litológicas y la
composición del material de las distintas capas geológicas presentes en la
subcuenca de estudio a través de información cartográfica y trabajo de campo en
las zonas donde es posible observar y obtener muestras de los distintos estratos,
se plantean como una buena aproximación.
Entonces, inicialmente se establecería la línea base del trabajo, recopilando,
validando y levantando información, posteriormente el procesamiento de datos

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
conducirá a la interpretación e integración de las variables cuantificadas para
proponer el mapa de variabilidad espacial de la conductividad hidráulica de la
zona.
1.3. ALCANCE
El presente proyecto de tesis forma parte del estudio de aguas subterráneas en la
cuenca del rio Tarqui. Esta tesis es una colaboración entre la Universidad de
Cuenca - PROMAS y el Gobierno Provincial del Azuay. En este estudio se
integrará la información de superficie con la secundaria del subsuelo, para
elaborar un mapa de conductividad hidráulica.
1.4. OBJETIVOS
1.4.1. GENERALES
Mejorar el conocimiento de la hidrogeología de los procesos que afectan la
respuesta hidrológica en la cuenca, mediante la generación de una base de datos
de la cuenca que defina dicha respuesta hidrológica.
1.4.2. ESPECÍFICOS

Validar la información entregada por las diferentes entidades (Gobierno Provincial
del Azuay y Programa para el Manejo del Agua y Suelo).

Integrar la información levantada y recopilada de la zona de estudio, mediante un
análisis de toda la información.

Caracterizar la conductividad hidráulica a partir de la información recopilada y
validación en campo de la misma, buscando la metodología que mejor se ajuste a
la información procesada.

Proponer un mapa de conductividad hidráulica a partir de su caracterización.
1.5. HIPOTESIS
Se dispone de información geológica y litográfica de la subcuenca del Río Tarqui,
realizando la validación en campo de dicha información y combinando información
adicional de perforaciones y estudios adicionales se obtendrá un mapa referencial
de la conductividad hidráulica.

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
CAPITULO 2: MARCO TEORICO
2.1. CICLO HIDROLOGICO
El ciclo hidrológico, constituye en la repetida circulación de humedad y de agua
sobre nuestro planeta, este ciclo no tiene principio ni fin, pero básicamente el
concepto del mismo se origina en los océanos, que constituyen las tres cuartas
partes de la superficie de la tierra.
Es por causa de la radiación solar que el agua de los océanos llega hasta la
atmosfera por evaporación. Como se muestra en la Figura 2. 3, el vapor de agua
se eleva, luego se aglomera lo que da lugar a la formación de las nubes, la
humedad contenida en las nubes se condensa y se precipita a tierra en forma de
lluvia, granizo o nieve, elementos que constituyen las variadas formas de
precipitación, la cual fluye por superficie de la tierra llegando hasta los ríos y otra
parte se infiltra dentro del suelo. Una parte del agua que ya ha penetrado se
queda retenida en la zona radicular de las plantas y se devuelve a la superficie por
medio del fenómeno de capilaridad. Existe cierta cantidad que percola el terreno
hasta llegar a un depósito subterráneo (Johnson, 1975).

Figura 2. 3. Componentes del Ciclo Hidrológico (Keith D., 2004)

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle
A pesar de que el concepto de ciclo hidrológico es simple, el fenómeno es
enormemente complejo e intrincado. Este no es solamente un ciclo grande, sino
que está compuesto de muchos ciclos interrelacionados de extensión continental,
regional y local. Aunque el volumen total de agua en el ciclo hidrológico global
permanece esencialmente constante, la distribución de esta agua está cambiando
continuamente en continentes, regiones y cuencas locales de drenaje.
La hidrología de una región está determinada por sus patrones de clima tales
como la topografía, la geología, y la vegetación. También, a medida que la
civilización progresa, las actividades humanas invaden gradualmente el medio
ambiente natural del agua, alterando el equilibrio dinámico del ciclo hidrológico e
iniciando nuevos procesos y eventos. (Chow, 1994).
2.2. INFILTRACION Y FLUJO DE AGUA SUBTERRANEA
Lainfiltración es el proceso mediante el cual el agua penetra desde la superficie
hasta el suelo y se la denomina subsuperficial. Muchos factores influyen en la tasa
de infiltración, incluyendo la condición de la superficie, la cubierta vegetal, las
propiedades físicas de los medios tales como porosidad, conductividad hidráulica,
contenido de humedad.

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Autores: Juan Barbecho y Jhoana Calle

Tres son los hechos que tienen relación con esta agua:
Primero.- que puede ser devuelta a la superficie por fuerzas capilares y
evaporada hacia la atmosfera, ahorrándose así gran parte de su recorrido
dentro del ciclo hidrológico descrito anteriormente;
Segundo.- que puede ser absorbida por la raíces de las plantas que crecen
en el suelo, ingresando de nuevo en la atmosfera a través del proceso de
transpiración.
Tercero.- que la que se ha infiltrado profundamente en el suelo, puede ser
obligada a descender por la acción de la gravedad hasta que alcance el
nivel de saturación, constituyendo un depósito de agua subterránea.
Para comprender la manifestación del agua subterránea se debe conocer la
distribución vertical del agua dentro de las formaciones, definiéndose así 2 zonas,
la parcialmente saturada ¨Aireación¨ o de presiones intersticiales negativas y la
zona de saturación con presiones intersticiales positivas (figura 2.2.). El origen de
las presiones intersticiales radica en la presencia de agua en los poros o
intersticios del suelo conocida también como presión de agua de poros que se
entiende como la resistencia ejercida por la fase intersticial del suelo al aplicarse
una carga en superficie (Wiliam Lambe, 1995).
La zona de aireación en la que las aberturas se encuentran parcialmente llenas de
agua no tiene límites definidos ya que el espesor de la franja intermedia varía
mucho, lo que tiene un efecto muy significativo en el tiempo que le toma al agua
pasar para recargar la zona de saturación. El espesor de la franja capilar depende
directamente de tamaño de los granos del material. (Johnson, 1975).
Siendo así la distribución del agua debajo de la superficie se pueden identificar
dos tipos de flujo del agua en medios porosos, los que se dan en suelos
totalmente saturados y los parcialmente saturados definidos por la Ley de Darcy
fundamental para evaluar el movimiento de agua en el suelo.
2.2.1. LEY DE DARCY
La ley física que describe el movimiento del agua a través de suelos fue propuesta
por Darcy en 1856. Darcy encontró que la velocidad del agua que fluye en un
medio poroso es directamente proporcional al gradiente hidráulico causado por el
flujo.
2.2.1.1. DESARROLLO MATEMÁTICO DE LA LEY DE DARCY
La ecuación de flujo de agua subterránea se deriva de la aplicación de las leyes
de la mecánica de medios continuos para flujo de agua subterránea a través del
volumen elemental representativo. La primera ley aplicada es la ecuación de
Figura 2. 4 Distribución vertical del agua dentro de las formaciones

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continuidad (conservación de la masa), que establece que la convergencia de flujo
es igual al cambio en el almacenamiento de las aguas subterráneas en el medio
poroso. La segunda ley es la segunda ley de Newton del movimiento que expresa
el equilibrio de todas las fuerzas que actúa sobre el fluido en movimiento
(conservación del momento). Entonces la ley de Darcy queda expresada de la
siguiente manera (figura 2.3):

Figura 2. 3. Representación de la formulación de la ley de Darcy (Keith D., 2004)
E. 1
donde, qx es la descarga específica, dh es la diferencia de presiones, la expresión
dh/dx corresponde al mayor gradiente en la dirección de x y K es la constante de
proporcionalidad, que es la conductividad hidráulica, expresada como la capacidad
de transmitir el flujo en el medio. (Smedt, 2008).

En términos de velocidad sabemos que en cualquier conducto la velocidad viene
definida por su geometría y su caudal, entonces si aplicamos esta consideración
en el planteamiento de esta ley “Permeámetro de Darcy” obtendremos una
velocidad falsa “Velocidad lineal” que circula por toda la sección del medio poroso,
y para llevarla a términos de velocidad real “Velocidad de Darcy”, incluimos otro
factor que es la tortuosidad del medio poroso, obteniendo así la siguiente
ecuación:
E. 2
donde, el coeficiente esta dado en función del parámetro tortuosidad que se lo
define como una longitud real del recorrido del agua dentro del medio, que resulta
ser mayor debido a la porosidad del medio. (Roman, 2009)

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2.2.1.2. LIMITACIONES DE LA LEY DE DARCY
La Ley de Darcy puede no cumplirse por las siguientes razones:
 La constante de proporcionalidad “K” no es propia y característica del medio
poroso, sino que también depende del fluido, entonces el factor K puede
descomponerse así:
E. 3
donde, K es la conductividad hidráulica, k es la permeabilidad intrínseca, γ
es el peso específico del fluido y μ es la viscosidad dinámicas del fluido.
Esta cuestión es fundamental, donde se estudian fluidos de diferentes
características. En el caso del agua, la salinidad apenas hace variar el peso
específico o la viscosidad. Solamente habría que considerar la variación de
la viscosidad con la temperatura, que se duplica, con lo que se la
permeabilidad de Darcy (K) sería la mitad y también se reduciría en la
misma proporción el caudal circulante por la sección considerada del medio
poroso. Las aguas subterráneas presentan mínimas diferencias de
temperatura a lo largo del año en un mismo acuífero, pero en otros entornos
sí pueden producirse diferencias de temperatura notables. (J. Tindall, 1999)
Por tanto, aunque sabemos que K depende tanto del medio como del propio
fluido, como la parte que depende del fluido normalmente es despreciable,
para las aguas subterráneas a efectos prácticos asumimos que la K de
Darcy, o conductividad hidráulica es una característica del medio poroso.
 En algunas circunstancias, la relación entre el caudal y el gradiente
hidráulico no es lineal. Esto puede suceder cuando el valor de K es muy
bajo o cuando las velocidades del flujo son muy altas.
En el primer caso, si aplicamos la Ley de Darcy para calcular el flujo a
través de una formación arcillosa, el caudal que obtendríamos sería
bajísimo, pero en la realidad, si no se aplican un gradiente elevado, el agua
no llega a circular y el caudal es 0.
En el segundo caso, si el agua circula a gran velocidad, el caudal es
directamente proporcional a la sección y al gradiente, pero no linealmente
proporcional, sino que la ecuación fundamental de Darcy sería potencial:
E. 4
Donde el exponente n es distinto de 1, K es la constante de
proporcionalidad, dh/dl es el gradiente del flujo en la dirección de l y q es la
carga específica.

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Para estudiar este límite de validez de la ley de Darcy se aplica el número de
Reynolds “R”. Este coeficiente se creó para canales abiertos o tuberías, y en
general valores altos indican régimen turbulento y valores bajos indican régimen
laminar. Para medios porosos se aplica la fórmula utilizada para canales o tubos,
sustituyendo el diámetro de la conducción por el diámetro medio del medio poroso
y considerando la velocidad de Darcy, teniendo en cuenta que el rango de validez
corresponde a que si R<1, sí se cumple Darcy; R >10, no se cumple Darcy; R
entre 1 y 10, puede cumplirse o no. (Keith D., 2004)
E. 5
Donde, Nr es el número de Reynolds, es la densidad del fluido, µ es da
viscosidad dinámica, D es el diámetro efectivo d10 y v es la velocidad de Darcy.
2.2.1.3. CONDUCTIVIDAD HIDRÁULICA
La Conductividad Hidráulica es una propiedad de los medios porosos que
depende de la permeabilidad intrínseca, de la porosidad del medio y del grado de
saturaciónque este tenga. Para evitar confusiones entre la Permeabilidad
Intrínseca y la Conductividad Hidráulica, definiremos la Permeabilidad Intrínseca a
continuación.
La permeabilidad intrínseca define la capacidad de un medio de transmitir un fluido
y esta propiedad esta únicamente en función del medio por lo que es
independiente de las propiedades del fluido. Y para evitar confusiones con la
Conductividad Hidráulica, la cual incluye las propiedades del fluido (agua
subterránea) se la expresa de la siguiente manera.
E. 6
Donde K es la conductividad hidráulica, µ es da viscosidad dinámica, es la
densidad del fluido, g la aceleración de la gravedad y esta variable tiene unidades
de [M2].
Para trabajos prácticos en Hidrogeología, donde el agua es el fluido predominante,
la Conductividad Hidráulica es la propiedad ocupada. Por lo tanto se puede decir
que un medio tiene una unidad de conductividad hidráulica si este puede transmitir
en una unidad de tiempo una unidad de volumen de agua subterránea a una
viscosidad predominante a través de una sección transversal unitaria, medida en
ángulo recto a la dirección del flujo, bajo una unidad de gradiente hidráulica. La
Conductividad hidráulica está definida en las siguientes unidades [M.L-1] y se la
formula mediante la siguiente expresión.
E. 7
Donde v corresponde a la velocidad de Darcy y dh/dl es el gradiente hidráulico
definido por la diferencia de presiones en un tramo determinado. (Keith D., 2004)

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En un suelo el agua que ocupa los espacios vacíos generalmente se encuentra
distribuida en una serie de zonas verticales de humedad las cuales nos llevan a
dar un diferente tratamiento a la variable conductividad hidráulica, definiéndose así
2 tipos:
Conductividad hidráulica en suelos totalmente saturados
El movimiento del agua en el suelo se controla por dos factores: la resistencia de
la matriz del suelo para fluir agua, y las fuerzas que actúan en cada elemento o
unidad de agua del suelo. La ley de Darcy, la ecuación fundamental que describe
el movimiento de agua en el suelo, relaciona la proporción de flujo con estos dos
factores. El flujo saturado ocurre cuando la presión del agua de poros es positiva;
es decir, cuando el potencial matricial del suelo es el cero. En la mayoría de
suelos esta situación tiene lugar cuando aproximadamente el 95% del espacio del
poro total está lleno con agua. El restante 5% está lleno con el aire atrapado.
(Donado L. , 2004)
Conductividad hidráulica en suelos parcialmente saturados
Esta Conductividad hidráulica ocurre sobre el nivel freático, donde los poros se
encuentran parcialmente llenos de agua por lo que su contenido de agua es
inferior a la porosidad y la presión del fluido es menor a la atmosférica. Entonces
se puede decir que la ley de Darcy es válida para flujo de agua en medios
parcialmente saturados, siempre y cuando se tenga en cuenta la dependencia de
la conductividad hidráulica con el contenido de humedad.
Para la formulación de la conductividad hidráulica nos enfocaremos dentro de una
área de control en la cual por la ley de conservación de masas se establecerá que
el flujo neto del fluido en un volumen de control es igual a la tasa de cambio de
masa dentro del volumen de control, donde la masa del fluido almacenada está
definida por la humedad del suelo, su densidad y sus características geométricas,
obtenido la ecuación 8 que denota el flujo másico en función de las variables de
interés para llegar a la ecuación 9 en la que de acuerdo a algunos autores (J.
Freeze, 1993), se define como la ecuación diferencial de la expresión de Darcy.

E. 9
Donde θ es la humedad, ρ es la densidad del fluido y Δx, Δy, Δz definen la
geometría del volumen de control y dh/dx, dh/dy, dh/dz son las respectivas
gradientes en cada dirección del volumen de control.
Científicos como Childs y Collis – George encontraron experimentalmente también
que el valor de K es función de la humedad volumétrica del suelo, “θ”. La validez
de esta teoría radica en la suposición de que el arrastre de fluido en la interfase
aire – agua es despreciable.

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El comportamiento general de la función K(θ) está bien establecido, gracias a
investigaciones de Richards, Moore, Childs y Collis- entre otros investigadores en
el área de la hidráulica de suelos y extracción de petróleo. Se ha encontrado que
K decrece muy rápidamente a medida que el contenido de humedad disminuye
respecto al valor de saturación. Algunas de las razones para este comportamiento
son las siguientes:
 La sección transversal disponible para el flujo decrece con θ.
 Los poros de mayor tamaño son los primeros que se desocupan al disminuir
la humedad. El cambio de la conductividad hidráulica de un medio poroso
es directamente proporcional al cuadrado del radio de los poros, mientras
que la humedad es proporcional a la primera potencia de dicho radio, por lo
que se puede esperar que K decrezca mucho más rápidamente que θ.
 A medida que θ decrece, se incrementa la posibilidad de que parte del
agua quede atrapada en poros y cuñas aisladas de la red tridimensional
general de agua. Una vez la continuidad ha sido rota, no puede haber flujo
en fase líquida.
2.2.1.4. ACUÍFERO
Se denominan acuíferos aquellas formaciones o estratos comprendidos dentro de
la zona de saturación (figura 2.2), de los cuales se puede obtener agua con fines
utilitarios. Es una unidad geológica saturada, capaz de suministrar agua a pozos y
manantiales (Edward E. Johnson Inc., 1975). Por otra parte de acuerdo al tipo de
material en el que se situé el acuífero este puede ser un acuitardo en el que el
agua contenida se transmite lentamente y en sentido vertical y un acuífero
heterogéneo en el que la propiedad varía de acuerdo con la posición del acuífero.
Acuíferos anisotrópicos
La discusión de la conductividad hidráulica hasta este punto supone que el
material geológico fue homogéneo e isótropo, lo que implica que el valor de
conductividad hidráulica es la misma en todas las direcciones. Sin embargo, esto
no suele ser el caso, en particular para materiales aluviales inalterados no
consolidados.
En cambio, la anisotropía es la regla de que las propiedades direccionales de la
conductividad hidráulica existen. En aluviales esto es resultado de dos
condiciones. Uno es que las partículas individuales son raramente esféricas de
modo que cuando se deposita bajo el agua tienden a descansar con su lado plano
hacia abajo. La segunda es que los aluviales típicamente consisten en capas de
diferentes materiales, cada uno con un único valor de conductividad hidráulica. Si
las capas son horizontales, cualquier capa con una conductividad hidráulica
relativamente baja hace que el flujo vertical pueda ser retardado, pero el flujo
horizontal puede ocurrir fácilmente a través cualquier estrato con una
conductividad hidráulica relativamente alta. Por lo tanto, el problema típico de
campo en depósitos aluviales es encontrar una conductividad hidráulica , en la

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dirección horizontal que sea mayor que un valor de conductividad hidráulica, en
una dirección vertical.
Como se mencionó anteriormente, la conductividad hidráulica horizontal en
aluviales es normalmente mayor que en la dirección vertical. Esta observación
también se desprende de las derivaciones anteriores; por lo tanto (Keith D., 2004):
E. 10
Transmisividad
La capacidad transmisora de agua de todo el espesor del acuífero o coeficiente de
transmisividad, se define como la razón de flujo en metros cúbicos por día a través
de una sección transversal vertical de acuífero, cuya altura es igual a su espesor y
cuyo ancho es de un metro. Cuando el coeficiente T de transmisividad se
introduce en la ecuación de Darcy, el flujoa través de cualquier sección
transversal vertical de acuífero viene expresado por
E. 11
donde T es el coeficiente de transmisividad, I el gradiente hidráulico y W el ancho
de la sección vertical a través de la cual tiene lugar el flujo (Edward E. Johnson
Inc., 1975).
2.3. TECNICAS PARA EVALUAR LA CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA
SATURADA
La conductividad hidráulica es un parámetro importante tanto para la modelación
del flujo de agua subterránea como para definir la infiltración del agua superficial a
través del suelo.
Existen diversos métodos para la estimación de la conductividad hidráulica en
suelos a partir de su medición in situ y en laboratorio, siendo recomendados
aquellos directos por la factibilidad de obtener datos más precisos, sin embargo
hay que considerar que existe variabilidad de los resultados, dificultad en la
realización de las pruebas y cuanto más heterogéneo es un sitio mayor cantidad
de muestras serán necesarias, evidentemente dependiendo del grado de precisión
requerido. Estimar la conductividad hidráulica de los suelos a partir de otros
parámetros conocidos cuya obtención sea más sencilla puede conducir a una
mayor inseguridad en los resultados la incertidumbre de los modelos de
estimación tiene su origen en la ignorancia de la geometría detallada de las
interfases fluido-sólido. (Donado L., 2004)
En el caso de la valoración de la conductividad hidráulica en superficie se han
empleado métodos como el infiltrómetro de tensión siendo el más adecuado
puesto que no depende del área superficial de ensayo (C. Coello, 2010). En
cuanto a la determinación de la conductividad hidráulica subsuperficial y
subterránea las técnicas de evaluación consiste en perforaciones en campo como

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sondeos y pozos. A partir de ello mediante una serie de estudios y análisis se han
obtenido una serie de valores experimentales, así como tablas, ábacos
ecuaciones y gráficas para la determinación de la conductividad hidráulica.
A continuación en la Tabla 2.1 (Youngs, 2001) se presenta un resumen de los
métodos que pueden ser usados en la determinación de la conductividad
hidráulica de los suelos.
CLASE DE METODO METODO EQUIPO COMENTARIO
1. Permeametro de carga constante ES Se usan pequenos nucleos y columnas de suelo
2. Permeametro de carga variable ES Se usan pequenos nucleos y columnas de suelo
3. Permeametro osci lante AE
Se usan pequenos nucleos y columnas de suelo. Solo es
necesario agregar una pequena cantidad de agua
1. Metodo de infi l tracion ES Se usan columnas lasgas de suelo uni forme
2. Permeametro de momento variable AE Se usan columnas lasgas de suelo uni forme
1. Hoyo con barrena ES Muestras de suelo bajo el nivel freatico
2. Piezometrico ES Muestras de suelo en la vecindad de la base abierta
3. Dos pozos ES Muestras de suelo entre las dos perforaciones
4. Bombeo de pozos EPP Usadas en pruebas de acui feros a profundidad
5. Drenaje de tierra ES Muestras de suelo entre las l ineas de drenaje
1. Permeametro de hoyo perforado ES Muestras de suelo en la vecindad de la superficie humeda
2. Inverso del hoyo con barrena ES Muestras de suelo en la vecindad de la superficie humeda
3. Permeametro con entrada de a i re AE Muestras de suelo dentro del tubo a is lado
4. Infi l trometro de disco ES Muestras de suelo cercanas a la superficie
5. Goteo ES Muestras de suelo cercanas a la superficie
6. Sorptividad AE
Muestras de pequeno volumen (tambien puede clas i ficarse
como un metodo de laboratorio con suelos parcia lmente
7. Infi l trometo de pres ion AE
Usado en muestras de baja permeabi l idad (tambien puede
clas i ficarse como un metodo de campo con nivel fratico)
8. Infi l trometro de doble ani l lo ES Muestras de suelo cercanas a la superficie
EPP: Equipo de perforacion de pozos.
RESUMEN DE LOS METODOS DE MEDICION DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA
Metodo de laboratorio en
suelos saturados
Metodo de laboratorio en
suelos parcia lmente saturados
Metodos de campo con nivel
freatico
Metodo de campo s in nivel
freatico
ES: Equipo simple, encontrado en los laboratorios de suelos ofacilmente fabricable. Los metodos de campo usualmente requieren perforacion.
AE: Aparato epecial, requiere taller para facilitar su ensamle

Tabla 2. 2 Métodos de medición de la conductividad hidráulica (Donado L., 2004)
2.3.1. METODOS DE CAMPO
2.3.1.1. BOMBEO DE POZOS
Los ensayos de bombeo son, sin lugar a dudas el método más extendido, de más
fácil aplicación y mayor garantía en sus resultados que se usa tradicionalmente
con el objeto de conocer las características hidráulicas del pozo, lo cual podría
asumirse como características del entorno o de otros sitios bajo ciertas
condiciones, por ejemplo asumir valor similares de conductividad para el entorno
inmediato si el medio puede considerarse homogéneo u otros sitios con similar
geología y clima.
La metodología de los ensayos puede ser muy compleja y se deben tomar en
cuenta ciertos conceptos y criterios básicos para emplear de manera correcta las
teorías concernientes a la hidráulica de pozos. Un esquema representativo del
bombeo de un pozo con sus partes constituyentes se presenta en la figura 2.4.

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Conceptos Básicos
Nivel estático del agua: se expresa como la distancia que existe entre el nivel del
terreno o algún punto de referencia cercano a la superficie del terreno y el nivel del
agua en el pozo.
Nivel de bombeo: conocido como nivel dinámico, debido a que es el nivel al que se
encuentra el agua mientras se bombea el pozo.
Abatimiento: el descenso del nivel del agua debido al bombeo, es decir es la
diferencia que existe entre el nivel estático y el nivel dinámico del agua.
Abatimiento residual: es el nivel del agua al intentar recuperar su nivel inicial,
luego de cesar el bombeo.
Rendimiento del pozo: es la descarga del pozo, sea esta por bombeo o flujo
natural y se expresa en volumen de agua por unidad de tiempo.
Capacidad específica: es la relación que existe entre la descarga del pozo por
unidad de abatimiento, puede determinar el grado de eficiencia del pozo.
Condiciones necesarias para la aplicación de la hidráulica de pozos:
 El pozo debe ser totalmente penetrante en el acuífero;
 Se asume al acuífero como horizontal de extensión infinita;
 Medio homogéneo e isotrópico;
 Flujo radial.

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Figura 2.4. Representación del bombeo de un pozo en un acuífero confinado
(Donado L. )
Prueba gasto variable
El caudal crítico estará por encima de aquel que produce una notoria disminución
en el rendimiento del pozo, o sea un marcado descenso en el caudal específico.
Por lo tanto, el caudal de operación de un pozo de explotación debe programarse
de manera que sea menor que el caudal crítico.

La brusca disminución en el rendimiento, generalmente deriva de un incremento
tal en la velocidad de entrada del agua, a través de las rejillas, que modifica el flujo
de transicional a turbulento. Para establecer la magnitud del caudal crítico (Qc), lo
más conveniente es efectuar un ensayo a caudal variable, con mediciones de nivel
hidráulico en el mismo pozo de bombeo.
Este ensayo, cuando se incrementa el caudal en cada fase sin detener el bombeo,
se denomina escalonado. Es conveniente programar el ensayo escalonado para 5
fases o escalones de diferentes caudales, aunque de no ser posible puede
desarrollarse sólo para 3.

Es conveniente iniciar el ensayo a un caudal equivalente a la mitad o menos del
programado o de operación para el funcionamiento definitivo. La primera fase
puede desarrollarse a la mitad del caudal programado, luego alcanzar una cierta
estabilidad del nivel dinámico, se incrementa el caudal a 0,75 del de operación y
se efectúanlas mediciones de nivel como si el ensayo recién se iniciara (segunda
fase). En la tercera fase se gradúa la descarga para que sea similar a la definitiva

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y se procede de la misma manera con las mediciones. En la cuarta fase se supera
el caudal de operación en un 50%. Previo al cambio de caudal, para pasar de una
fase a otra, es necesario verificar una tendencia al equilibrio en el nivel dinámico,
que puede asumirse cuando entre mediciones sucesivas realizadas cada 30
minutos, el descenso del nivel hidráulico no supera el 0,5% del producido durante
la fase considerada (H.H. Cooper, 1946).
Prueba gasto constante
A partir de esta prueba se puede determinar parámetros como transmisibilidad (T),
coeficiente de almacenamiento (S) y porosidad (n) que definen la capacidad de los
acuíferos para almacenar y transmitir agua. El conocimiento del valor de estos
parámetros es fundamental para realizar cálculos que son básicos en
hidrogeología: filtraciones entre acuíferos o desde la superficie del terreno,
comunicación del pozo con otras captaciones próximas, caudales óptimos de
bombeo, tiempos de tránsito de contaminantes, existencia de bordes
impermeables y zonas de recarga, etc.
En este ensayo los niveles en el pozo van variando durante toda la prueba, lo que
significa que el agua extraída procede total o parcialmente del almacenamiento del
acuífero. Estos ensayos suelen ser a caudal constante (la variable de control es el
nivel). Se interpreta la evolución de los niveles durante el ensayo en el propio pozo
(H.H. Cooper, 1946).
Formulas De Régimen Variable
A partir de la función de pozo de Theis ecuación 12, se plantea una ecuacion
tomando en cuenta ciertas concideraciones. (Sagre, 1994)

E. 12
Siendo W(u) la función de pozo que puede desarrollarse en serie y u la variable
auxiliar (ecuación 14).
Jacob llegó a la conclusión de que cuando el valor de “u” es suficientemente
pequeño (menor que 0.03), podían despreciarse todos los términos del desarrollo
frente a los dos primeros, quedando:
E. 13
En rigor, a efectos prácticos, suele usarse la simplificación de Jacob, cuando u es
menor de 0.1. Esta aproximación es suficiente para casi la totalidad de los casos.
Admitida la simplificación de la función W(u), la fórmula de Theis quedará reducida
a la ecuacion 15 en un rango minimo de error, en este desarrollo u se sustituye por
su valor mostrado en la ecuación 14 (Vallejo, 2002).

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E. 14
E.15
Donde, s = abatimiento (m), Q = caudal de bombeo (m3/hora), T = coeficiente se
transmisividad (m3/hora por metro), r = distancia desde el centro del pozo de
bombeo al punto en que se mide el abatimiento (m), t = tiempo transcurrido desde
que se inicia el bombeo (m), S = coeficiente de almacenamiento del acuífero.
El valor de “u” se vuelve menor conforme aumenta t y disminuye r. La fórmula es
válida para valores de t suficientemente grandes y valores de r muy pequeños. En
el caso particular de un caudal constante de bombeo los valores de Q,T y S son
fijos; en estas condiciones, la ecuación 15 nos muestra que el abatimiento s varía
directamente con el log t/r2, siempre que u sea menor que 0.1.
Una sencilla transformación de la ecuación 15 permite un cálculo directo de la
transmisividad mediante el uso del diagrama semilogarítmico. Los puntos
correspondientes a los 10 primeros minutos de bombeo, no caen sobre la recta de
mejor ajuste, porque durante este periodo el valor de u es mayor que 0.1, y la
fórmula modificada, no se puede utilizar en esta región (Johnson, 1975).
El método de trabajo para interpretar conjuntamente todos los valores tomados en
el ensayo consiste en lo siguiente:
En la expresión 15 de Jacob, se hace:
E. 6
Se obtiene:
E. 17
Expresión en la que si se toma d como función y log t como variable, es una recta
de la forma:
E. 18
en la que: y = s; x = log t; m = 0.183Q/T
Para introducir valores de t en lugar de Iog t se hace uso de una escala
semilogarítmico, quedando representada la recta de Jacob como se expresa en la
figura 2.5.
Consecuentemente, para operar con este método se tiene que dibujar la curva de
campo, con los pares de valores descenso (s)-tiempo (t) que se han obtenido a lo
largo de la prueba, en un gráfico semilogarítmico, situando en ordenadas el
descenso desde el principio en metros y en abscisas (escala logarítmica) los

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tiempos desde iniciada la prueba en minutos. Después debe ajustarse una recta a
los puntos obtenidos, como se muestra en el gráfico 2.5 (Vallejo, 2002).

Figura 2 .5 Recta de depresión de un pozo (Vallejo, 2002)
El coeficiente de transmisividad se calcula a partir del caudal de bombeo y de la
pendiente de la recta de tiempo-abatimiento, utilizando para ello la pendiente de la
recta de Jacob, quedando de la manera:
E. 719
Donde, T = coeficiente de transmisibilidad (m3/hora por metro), Q = descarga del
pozo de bombeo (m3/hora), Δs = pendiente de la recta (m)
A partir de esta expresión ecuación 20 se puede deducir la conductividad
hidráulica saturada, utilizando la ley de Darcy, en la que el coeficiente se
transmisividad queda definido como:
E. 20
Donde, K = conductividad hidráulica saturada (m/día), b = espesor del acuífero (m)
2.3.1.2. PRUEBAS SLUG TEST
Se pretende evaluar la posibilidad de utilizar el “Método Hvorslev” (Hvorslev,
1951), como modelo para encontrar la conductividad hidráulica saturada (K) del
estrato de interés.

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Se intenta usar las pruebas Slug Test, principalmente por el motivo económico. De
las diferentes pruebas para obtener la conductividad hidráulica saturada de un
estrato, la prueba de Slug Test es la más económica.
Otro motivo para la utilización de esta prueba, tiene que ver con la facilidad de
llevar los equipos necesarios a los sitios de muestreo. (PROMAS, 2008)
La formulación expuesta por Hvorslev se presenta en la ecuación 21.
E. 821
donde: K = conductividad hidráulica saturada (m/día), r = radio del pozo (m), R =
radio hasta el filtro (m), Le = longitud del filtro (m), t37 = tiempo que tarda el agua
en subir o bajar hasta el 37% de la carga inicial (m). Las variables se pueden
observar en la figura 2.6.

Figura 2.6. Geometría del piezómetro para el método de Hvorslev. (PROMAS,
2008)
2.3.2. METODOS ESTIMATIVOS EMPLEADOS EN EL TRABAJO
2.3.2.1. ANALISIS LITOLOGICO Y TEXTURAL (métodos indirectos)
La conductividad hidráulica de los suelos no es un valor constante debido a que en
ella influyen muchos factores, por lo que no puede llegarse a determinar un valor

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exacto de ésta; pero sí un valor estimado que refleje las condiciones del
movimiento del agua en el suelo por lo que se trata de proponer métodos de
estimación de esta variable, tal es el caso de Cendret quien encontró que existe
una relación muy definida entre la K y el análisis textural de muestras de suelo,
siguiendo una ley matemática que se cumple sólo hasta ciertos límites, y la cual se
recomienda trabajar en función del porcentaje de arena o de limo + arcilla, para los
cuales existe una correspondencia de los resultados, no así para el limo y la arcilla
tomados separadamente.
Un método más descriptivo fue el planteadopor la U.S. Soil Conservation Service
quienes en los relevamientos de suelos en campaña, describen los horizontes,
realizando una estimación cualitativa de la conductividad hidráulica. Su propuesta
consiste en una escala de siete clases de conductividad hidráulica, basados en la
siguiente observación visual: 1) textura y condiciones de perfil; 2) comportamiento
físico (rajaduras, expansión, contracción, etc.,); 3) estructura (tipo, estabilidad de
los agregados, relación entre el eje horizontal y vertical de los agregados,
porosidad y rajaduras); 4) moteado y color. Las clases de permeabilidad
propuestas, tienen los intervalos que se detallan en la Tabla 2.2, convertidos al
sistema métrico decimal y redondeadas las cifras. (Service, E.U.A. Soil
Conservation).
CLASE
CONDUCTIVIDAD
HIDRÁULICA
cm/h m/día
Muy lenta 0.1 0.03
Lenta 0.1-0.5 0.03-0.12
Moderadamente
lenta 0.5-2 0.12-0.50
Moderada 2.0-6.0 0.50-1.50
Moderadamente
rápida 6.0-12.0 1.50-3.00
Rápida 12.0-18.0 3.00-4.50
Muy rápida >18.0 >4.50

Tabla 2. 2. Rangos de Conductividad Hidráulica propuesta (Service, E.U.A. Soil
Conservation).
Textura
Se refiere al arreglo y disposición que existe entre los granos o minerales
individuales, con respecto a su tamaño, forma y grado de cristalización. La textura
es una propiedad compleja que depende principalmente del origen del material y
las características de los granos. Es importante su determinación ya que se
relaciona íntimamente con propiedades índice y mecánicas como la porosidad,
permeabilidad y resistencia del material (Ruiz, 2000).

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Textura Arenosa: es no cohesiva y forma sólo gránulos simples. Las partículas
individuales pueden ser vistas y sentidas al tacto fácilmente. Al apretarse en la
mano en estado seco se soltará con facilidad una vez que cese la presión. Al
apretarse en estado húmedo formará un molde que se desmenuzará al palparlo.
Textura Franco arenosa: es un suelo que posee bastante arena pero que cuenta
también con limo y arcilla, lo cual le otorga algo más de coherencia entre
partículas. Los granos de arena pueden ser vistos a ojo descubierto y sentidos al
tacto con facilidad. Al apretarlo en estado seco formará un molde que fácilmente
caerá en pedazos, pero al apretarlo en estado húmedo el modo formado persistirá
si se manipula cuidadosamente.
Textura Franca: es un suelo que tiene una mezcla relativamente uniforme, en
términos cualitativos, de los tres separados texturales. Es blando o friable dando
una sensación de aspereza, además es bastante suave y ligeramente plástico. Al
apretarlo en estado seco el molde mantendrá su integridad si se manipula
cuidadosamente, mientras que en estado húmedo el molde puede ser manejado
libremente y no se destrozará.
Textura Franco limosa: es un suelo que posee una cantidad moderada de
partículas finas de arena, sólo una cantidad reducida de arcilla y más de la mitad
de las partículas pertenecen al tamaño denominado limo. Al estado seco tienen
apariencia aterronada, pero los terrones pueden destruirse fácilmente. Al moler el
material se siente cierta suavidad y a la vista se aprecia polvoriento. Ya sea seco
o húmedo los moldes formados persistirán al manipularlos libremente, pero al
apretarlo entre el pulgar y el resto de los dedos no formarán una “cinta” continua.
Textura Franco arcillosa: es un suelo de textura fina que usualmente se quiebra en
terrones duros cuando éstos están secos. El suelo en estado húmedo al oprimirse
entre el pulgar y el resto de los dedos formará una cinta que se quebrará
fácilmente al sostener su propio peso. El suelo húmedo es plástico y formará un
molde que soportará bastante al manipuleo. Cuando se amasa en la mano no se
destruye fácilmente sino que tiende a formar una masa compacta.
Textura Arcillosa: constituye un suelo de textura fina que usualmente forma
terrones duros al estado seco y es muy plástico como también pegajoso al
mojarse. Cuando el suelo húmedo es oprimido entre el pulgar y los dedos
restantes se forma una cinta larga y flexible.
Textura Afanítica: cuando los minerales no pueden determinarse u observarse a
simple vista o con ayuda de lente de mano.
Textura Porfirítica: se observan a simple vista fenocristales, en una matriz
afanítica.
Textura Clástica: agregados de granos o minerales de carácter fragmentario
claramente visible. Los agregados tienen una amplia gama de tamaños de
partículas (Ruiz, 2000).

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Porosidad
Es la relación entre el volumen de huecos y el volumen total de una roca o suelo.
Es un parámetro adimensional y depende únicamente de la constitución de la roca
o suelo, es decir, de su textura característica, sin que intervenga la forma
geométrica ni la potencia de la formación o su mecanismo de funcionamiento
hidráulico en la naturaleza (Vallejo, 2002).
Porosidad total: depende únicamente de la textura del material, está referida al
volumen total de poros, independientemente de que el fluido tenga o no la
capacidad de circular entre ellos.
Porosidad eficaz: se denomina también porosidad cinemática, referida al volumen
de poros conectados por los que el transporte de fluido es posible, y queda ligada
no solo a la textura del suelo, sino también a las características del fluido (Vallejo,
2002).
La forma y característica de los poros influyen en la conductividad hidráulica
debido a que el agua en el suelo es conducida y contenida por los poros de éste
(Wiliam Lambe, 1995). En la siguiente tabla 2.3. se muestra valores estimados de
la porosidad (Sanders, 1998).
TIPO DE SUELO
POROSIDAD
TOTAL (%)
POROSIDAD
EFICAZ (%)
Arcilla 40-60 0-5
Limos 35-50 3-19
Arenas finas, arenas limosas 20-50 10-28
Arena gruesa o bien
clasificada 21-50 22-35
Grava 25-40 13-26
Shale intacta 1-10 0.5-5
Shale fracturada/alterada 30-50
Arenisca 5-35 0.5-10
Calizas, dolomías no
carstificadas 0.1-25 0.1-5
Calizas, dolomías
carstificadas 5-50 5-40
Rocas ígneas y
metamórficas sin fracturar 0.01-1 0.0005
Rocas ígneas y
metamórficas fracturadas 1-10 0.00005-0.01

Tabla 2. 3. Valores de porosidad total y eficaz (Sanders, 1998)
Comportamiento Físico
Cuando los agregados se secan su volumen disminuye originándose grietas y la
subsidencia del suelo, mientras que cuando se humedecen se expanden,
cerrándose las grietas y volviendo el suelo a su posición original. Este

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comportamiento afecta los procesos físicos y químicos de los suelos, lo que
conduce a la modificación de su estructura, su infiltración, su aireación, el
movimiento en profundidad de nutrientes y agroquímicos, lo mismo que el
desarrollo de las raíces (Coulombe, 1996).
Estructura
Se refiere a las características a gran escala que afectan al material (tamaño,
morfometría, porosidad, etc.), las cuales están en función del origen de la roca
(Ruiz, 2000). A continuación en la tabla 2.4. se presenta ejemplos de estructura de
acuerdo con el tipo de roca:
TIPO DE
ROCA CARACTERÍSTICAS DE LAS ESTRUCTURAS
Rocas
volcánicas
Derrames lávicos, estructura fluidal, vesículas,
amígdalas, etc.
Rocas
intrusivas
Batolitos, stocks, diques, mantos, lopolitos
Rocas
sedimentarias
Estratificación: cruzada, ondulada, graduada, masiva
o laminar, fisilidad, nódulos, arrecifal
Rocas
metamórficas
Foliación, esquitosidad, bandeada, granoblástica

Tabla 2. 4. Estructuras según el tipo de roca (Ruiz, 2000).
Moteado y color
Es un índice cualitativo que consiste en tres componentes: matiz, tono y valor
(Ruiz, 2000). Las descripciones de colores deben utilizarse con cuidado ya que el
color de una masa de suelo puede variar con la humedad o con la composición
química (Wiliam Lambe, 1995).
PERMEABILIDAD
RELATIVA
VALORES DE K
SUELO TÍPICO
cm/seg
Muy permeable >1x10E-1 Grave gruesaModeradamente
permeable 1x10E-1-1x10E-3 Arena, arena fina
Poco permeable 1x10E-3-1x10E-5
Arena limosa, arena
sucia
Muy poco permeable 1x10E-5-1x10E-7 Limo y arenisca fina
Impermeable <1x10E-7 Arcilla

Tabla 2. 5. Permeabilidad relativa en función del suelo

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VALORES ESTIMADOS DE LA CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA (m/día)

Domenico
Smith &
W Freeze Fetter Sanders
Sedimentos
Grava 25-2500
100-
10E5
100-
10E6 10-1000
Grava con arena
Arena gruesa 0.1-500
0.01-
1000
1-1000
1-100
1-100
Arena media 0.1-50
Arena fina 0.02-20 0.01-1
0.01-1
Arena arcillosa

10E-4-1 0.01-100
0.001-
0.1
Silt, loess 10E-4-2
10E-7-
10E-3 10E-4-1
0.001-
0.1 10E-4-1
Arcilla
10E-6-
4E-4

10E-6-
10E-3
10E-6-
10E-3
Arcilla marina inalterada
10E-7-
2E-4

10E-11-
10E-7

Rocas
sedimentarias
Calizas Carstificadas 0.1-2000 0.05-0.5 0.1-1000

0.1-10E7
Calizas, dolomías 10E-4-0.5
0.001-
0.5 10E-4-1

10E-4-1
Areniscas 3E-5-0.5 10E-5-1 10E-5-1

Argilitas (siltstone)
10E-6-
0.001

Pizarra
10E-6-
2E-4
10E-6-
10E-4
10E-4-
10E-8

10E-4-
10E-8
Pizarra fracturada/alterada 10E-4-1

Rocas
Cristalinas
Basalto inalterado sin fracturar
10E-6-
10E-3

10E-6-
10E-3
Basalto fracturado/vesicular 10-1000

0.1-10E6
Escorias basálticas

0.001-
1000

Basalto permeable 0.03-2000

0.02-
1000
Igneas y metamórficas
sin fracturar
10E-9-
10E-5
10E-9-
10E-5
10E-9-
10E-5

10E-9-
10E-5
Igneas y metamórficas
fracturadas 0.001-25 10E-5-1
0.0005-
20

10E-5-1
Granito alterado 0.3-5
Gabro alterado 0.005-0.3

Tabla 2.6. Valores estimados de conductividad hidráulica por varios autores

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2.4. EXPLORACION DE AGUAS SUBTERRANEAS
El agua subterránea es un recurso que requiere un complejo estudio ya que está
en función de varios parámetros que definen la presencia o flujo de la misma en el
sub suelo, de estos parámetros las características del suelo son las que dominan
el flujo del agua por lo que para llegar a la definición de estas características se
necesita realizar estudios es el sitio para reconocimiento del tipo de suelo que se
presenta en un determinado punto.
Estos estudios pueden ser llevados a cabo por inspecciones del subsuelo hechas
en una perforación para ir caracterizando cada uno de los estratos que se
encuentren o también se puede recurrir a métodos geofísicos que son los que se
detallan a continuación.
2.4.1. PROSPECCION GEOFISICA
Los métodos geofísicos suministran evidencia indirecta de las formaciones
subsuperficiales, estos métodos no identifican directamente el tipo de roca, ni su
porosidad, ni su permeabilidad o densidad. Lo que hacen es evaluar otras
propiedades de los materiales, que varían en función de ciertos factores
determinantes que nos darán una idea de lo que puede estar sucediendo en el
subsuelo y así poner definir si un estrato es lo suficientemente bueno como para
servir de acuífero.
Los métodos geofísicos se clasifican en operacionales de superficie y
operacionales de sondeo. Los términos anteriores indican que las mediciones
pueden hacerse cerca o en la superficie del terreno o debajo de este, en agujeros
de investigación. En este caso nos enfocaremos en los sondeos, específicamente
en los registros eléctricos.
2.4.1.1. REGISTRO ELECTRICO
La operación geofísica de sondeo más común, es el registro eléctrico o perfil
eléctrico. Este sirve para verificar y suplementar el registro descriptivo del pozo
que el perforador lleve conforme avanza la perforación.
Un perfil eléctrico consiste de un registro de resistividades aparentes de las
formaciones superficiales y de los potenciales espontáneos generados en el
agujero, ambos trazados en función de la profundidad desde la superficie del
terreno. Ambas propiedades se relacionan con el carácter de las formaciones y la
calidad de agua debajo de la superficie.
Para correr un registro eléctrico se utilizan varios tipos de electrodos. De las tres
configuraciones más usadas, la más popular en nuestro medio es el Electrodo de
un solo Punto. La Figura 2.7

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Figura 2. 7. Configuración para la realización de un registro eléctrico
Carácter de los valores de resistividad.
La resistividad cuando se emplea un electrodo de un solo punto, corresponde a la
de un volumen limitado de material en los alrededores del electrodo, a una
profundidad determinada. Este volumen puede concebirse como esférico en la que
se incluye el tramo corto de la columna de lodo más un pequeño volumen de la
formación. Las resistividades del lodo y de los materiales de la formación son
diferentes de modo que el valor medio corresponde a un valor compuesto por
ambos.
La interpretación de los registros se ve afectada por varias condiciones, todas las
cuales deben tener cierto grado de consideración. Estas incluyen diámetros de la
perforación, tipo de fluido, carácter químico del agua de la formación (varia
inversamente con los sólidos disueltos del agua), porosidad de la misma, grado de
invasión del lodo dentro de la formación y el tipo de diseño de electrodos que se
utilice. Las curvas de registros eléctricos ponen en evidencia lo siguiente como un
enfoque de interpretación general:
 Cuando se utiliza el método de resistividades en la investigación de un área
determinada, se necesita tener información adicional de verificación
geológica.
 Cuando se hallan secas tanto la arena como la arcilla exhiben resistividades
relativamente altas, pero en casos de saturación las formaciones arcillosas
exhiben una resistividad relativamente baja a no ser que se trate de
formaciones arenosas de agua salada.
 Los acuíferos de agua dulce y las rocas densas poseen una resistividad
más alta que la mayor parte de las otras formaciones.

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 Las resistividades aparentes de los acuíferos de agua dulce que tienen baja
porosidad son del mismo orden que de las rocas densas. Estas pueden
diferenciarse observando la velocidad de perforación.
 Los acuíferos que contengan agua altamente salina tienen resistividades
parecidas a las de las arcillas. En la práctica, estos acuíferos pueden
diferenciarse con el uso de los registros de rayos gama.
 La curva de resistividad permite en muchos casos predecir con precisión el
espesor y profundidad de los estratos, pero no así el tamaño de fracturas
de rocas consolidadas.
 Cuando se sabe que la calidad de agua permanece constante en todos los
acuíferos, los cambios de resistividad se pueden interpretar como la
consecuencia de de las variaciones en porosidad o debido a una condición
arcillosa.
 Cuando las aguas de las formaciones son mucho más salinas que el lodo
de perforación, la curva de potencial espontaneo es por lo general de
magnitud negativa en los acuíferos, que en los estratos de arcilla. (Edward
E. Johnson Inc., 1975)
 Algunos de los valores en los que fluctúa la resistividad en función de los
materiales y presencia de agua en unidades acuíferas se presenta a
continuación como un complemento de estas pautas generales para la
interpretación de los registros. Tablas 2.7 y 2.8
TIPO DE MATERIAL
RESISTIVIDAD
ELECTRICA
(ohms-m)
Agua de origen meteórico 30 - 1000
Agua superficial en rocas
ígneas
30 - 500
Agua superficial en rocas
sedimentarias
10 - 100
Agua subterránea en rocas
ígneas
30 - 150
Agua subterránea en rocas
sedimentarias
> 1
Agua de mar 0,2
Agua potable 0,25% máximo
de sólidos disueltos totales
> 1.8
Irrigación 0,7% máximo de
sólidos disueltos totales
> 0,7

Tabla 2. 7 Rangos de variación de la resistividad según tipo de roca y agua.
(Alvarez, 2003)

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